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UNIVER SIDAD DE CONCEPCIÓN
DEPARTAMENTO DE CIENCIAS DE LA TIERRA
10° CONGRESO GEOLÓGICO CHILENO 2003
PETROGENESIS DE LAVAS Y DIQUES BASICOS DE LA FORMACION
TRAIGUEN, REGION DE AYSEN (43°30’-46°S), CHILE
SILVA, C.1; HERRERA, C.1; HERVÉ, F.1
1
Departamento de Geología, Universidad de Chile. [email protected] [email protected]
[email protected]
INTRODUCCIÓN
A lo largo de los Andes Norpatagónicos de la región de Aysén (43°30’-46°S), aflora una
sucesión volcano-sedimentaria en la parte oriental de la Cordillera de la Costa, en las islas del
Valle longitudinal y borde costero de la Cordillera principal (Figura 1), asignada a la Formación
Traiguén (Espinoza & Fuenzalida, 1971; Fuenzalida & Etchart, 1975; Bobenrieth et al., 1983;
Hervé et al., 1994). La geología regional de este segmento de los Andes consta de tres franjas de
orientación N-S. La parte occidental de la Cordillera de la Costa forma parte de una larga franja
metasedimentaria que se extiende contínuamente desde los 34ºS a los 47ºS, interpretada como un
prisma de acreción de antearco del Paleozoico Superior–Triásico Superior (Davidson et al., 1987;
Hervé et al., 1988; Hervé et al., 2001). La parte oriental de la Cordillera de la Costa y Cordillera
Principal, incluye el Batolito Norpatagónico (BNP) que corresponde al arco magmático MesoCenozoico, las rocas volcánicas recientes de la Zona Volcánica Sur (SVZ), rocas estratificadas
terciarias de las formaciones Ayacara y Traiguén y la Zona de Fallas de Liquiñe-Ofqui (ZFLO)
que corresponde a un sistema de fallas de rumbo dextral de intraarco que se extiende por
aproximadamente 1000 km, desde los 38ºS hasta las cercanías del punto triple Nazca-AntárticaSudamérica a los 47ºS. Finalmente, la parte oriental de la Cordillera Principal y Precordillera está
conformada por secuencias volcano-sedimentarias Meso-Cenozoicas. La edad de la Formación
Traiguén ha sido asignada al Mioceno, debido a la intrusión de plutones miocenos (Pankhurst &
Hervé, 1994), al hallazgo de microfósiles miocenos (Céspedes, 1975), a edades Rb-Sr del
Eoceno-Mioceno Inferior en lutitas (Hervé et al., 1995) y a dataciones U-Pb SHRIMP en
circones detríticos en una metarenisca que indican una edad máxima de 26 Ma de depósito
(Hervé et al., 2001). Además, el enjambre de diques máficos del Cenozoico tardío (Oligoceno a
Mioceno) que aflora en la parte occidental de la región de Aysén (Bartholomew, 1984; Hervé et
al., 1996; Herrera, 2000), proporciona una estimación de la edad de esta formación. Aquellos
diques interpretados como contemporáneos a su volcanismo tienen edades (K/Ar, roca total)
entre los 38 y 15 Ma. Si bien el volcanismo de la Formación Traiguén está representado por
variados productos, como lavas y domos dacítico-riolíticos, tobas y extensos afloramientos de
brechas, en este estudio, se consideraron solamente sus productos volcánicos efusivos de
composición básica, en la forma de diques y lavas almohadilladas. Estos productos son los más
apropiados para comprender la génesis de esta formación, a través de un estudio petrográfico y
geoquímico (elementos en trazas e isotopía Sr-Nd-Pb) y relacionarla con los cambios tectónicos
mayores ocurridos en este segmento de los Andes durante el Cenozoico Superior.
Todas las contribuciones fueron proporcionados directamente por los autores y su contenido es de su exclusiva responsabilidad.
Figura 1: Esquema de distribución de la
Formación Traiguén depositada durante dos
etapas principales y la posible localización
de los ejes de expansión de las cuencas de
extensión de la etapa 1.
PETROGRAFÍA Y AMBIENTE DE DEPÓSITO DE LA FORMACIÓN TRAIGUÉN
Numerosos rasgos petrográficos de las rocas de la Formación Traiguén, indican que su ambiente
de depósito es marino, como la presencia de cherts y lutitas con microfósiles marinos (Fuenzalida
& Etchart, 1975) y por evidencias de volcanismo subacuático, como la presencia de lavas y
brechas almohadilladas, hialoclastitas y texturas ígneas en las lavas (texturas de grano fino,
variolíticas, presencia de plagioclasa esquelética), que indican enfriamiento y contracción
instantánea (“quenching”) subacuático, y evidencias de depósito en sustrato no consolidado
saturado en agua, como brechas con contactos ondulados y bombas de impacto por deformación
plástica y diques con generación de almohadillas intrusivas.
Hervé et al. (1994) definen dos franjas en la Formación Traiguén que aflora en Isla Magdalena,
pero que se extienden lo largo de toda ella. La franja oriental está conformada por una alternancia
de lavas y rocas sedimentarias interpretadas como turbiditas y flujos de detritos. Las rocas
volcánicas lávicas corresponden a lavas almohadilladas y brechas monomíciticas interpretadas
como brechas de almohadilla (Hervé et al. 1994). La diferencia de la franja occidental con la
oriental proviene de la predominancia de extensos afloramientos de brechas almohadilladas en
parte polimícticas con delgadas intercalaciones de tobas laminadas (Hervé et al., 1994).
Considerando que las erupciones explosivas están restringidas a ambientes subacuáticos someros
(McBirney 1963), la predominancia de volcanoclastitas de origen explosivo en la franja
occidental indica que esta se habría depositado en aguas más someras que la franja oriental, en
las cercanías de los centros de emisión volcánicos submarinos fuentes de origen de los materiales
turbidíticos de características más distales en la franja oriental (Hervé et al., 1994).
PETROGRAFIA DE LAVAS ALMOHADILLADAS BASICAS
Las lavas almohadilladas básicas de la Formación Traiguén pertenecen a 3 grupos texturales
principales: lavas con textura porfírica o afanítica y reemplazo metamórfico mineralógico pero
no textural; lavas con textura nematoblástica sobreimpuesta a una textura porfírica o afanítica; y
esquistos verdes que indican reemplazo textural y mineralógico metamórfico. La distribución de
estos tipos petrográficos de lavas es heterogénea, variando incluso dentro de una misma
almohadilla. La mineralogía ígnea relicta comprende plagioclasa y escasos fenocristales de
clinopiroxeno (augita y diópsido). La mineralogía metamórfica en orden decreciente de
abundancia, corresponde a: anfíbola (en su mayoría Mg-hornblenda, pero también actinolita,
pargasita y Mg-hastingsita), epidota, clorita, plagioclasa (albita, oligoclasa o andesina), cuarzo,
mica (biotita, muscovita), minerales opacos, carbonatos, prehnita, pumpellyita, titanita y ceolita,
los cuales ocupan 3 microdominios esenciales: de fenocristales ígneos primarios, de espacios
abiertos (amígdalas y venas) y de la masa fundamental. El análisis de facies metamórficas y
geotermoebarométrico, indica que las asociaciones mineralógicas de mayor grado metamórfico
de las lavas son cercanas al punto triple entre las facies esquistos verdes, epidota-anfibolita y
anfibolita. Asociaciones mineralógicas interpretadas como formadas bajo metamorfismo
retrógrado incluyen desde la facies esquistos verdes hasta facies ceolita. Esto produce una
trayectoria metamórfica con un gradiente de bajo a moderado P/T. Además, numerosas
evidencias permiten decir que el metamorfismo experimentado por estas lavas corresponde a
metamorfismo de fondo oceánico en el sentido de Miyashiro et al. (1971) & Liou (1979), como
su extensión regional, su carácter no deformativo, el fuerte gradiente metamórfico (bajo P/T),
complejidad de texturas y evidencias de desequilibrio como la preservación de fenocristales
ígneos frescos o incompletamente reemplazados, límites irregulares de granos, heterogeneidades
composicionales inter o intragranos y sobreimposición de una asociación mineralógica de
equilibrio por otra y la disminución del grado metamórfico por metamorfismo retrógrado al
alejarse del eje de centro de expansión. Asociaciones mineralógicas metamórficas de mayor
grado que suelen formarse en las cercanías del eje de expansión, suelen experimentar
metamorfismo retrógrado al alejarse del eje. El análisis de facies indica que el eje de expansión
tuvo una orientación aproximada N-S en la parte occidental de la Cordillera Principal,
expandiéndose hacia el oeste hasta facies de muy bajo grado lejos del eje (parte occidental de la
Isla Traiguén).
PETROGRAFIA DE DIQUES BÁSICOS
La mineralogía primaria de los diques indica tres tipos petrográficos principales: Basaltos de
clinopiroxeno, andesitas de ortopiroxeno y andesitas y dacitas de hornblenda. La mineralogía
secundaria indica facies metamórficas muy similares a las lavas: Facies prehnita-pumpellyita en
basaltos de clinopiroxeno de Isla Traiguén, facies esquistos verdes y anfibolita en la parte
oriental. Si bien los minerales metamórficos rellenan los mismos microdominios que las lavas,
las asociaciones secundarias se presentan sin cambios texturales y sólo mineralógicos. Lavas y
diques de los alrededores de la Isla Traiguén presentan el menor grado metamórfico exhibido por
las rocas volcánicas de la Formación Traiguén, a diferencia de los más orientales de mayor grado
(facies prehnita-actinolita a anfibolita). Esto apoya la idea de que las rocas volcánicas de los
alrededores de Isla Traiguén experimentaron metamorfismo de fondo oceánico cuando se alejan
del eje de expansión ubicado más al este, donde las rocas exhiben un mayor grado metamórfico.
GEOQUÍMICA DE LAVAS Y DIQUES BÁSICOS DE LA FORMACIÓN TRAIGUÉN
La escasa mineralogía ígnea preservada y la geoquímica de elementos en trazas de las lavas,
indica que estas corresponden a basaltos, andesitas basálticas y andesitas, de afinidades toleíticas,
pero también transicionales. De acuerdo a la geoquímica de elementos menores, en trazas, REE,
de clinopiroxenos ígneos relictos e isotópica radiogénica de Sr, Nd y Pb, las lavas pueden ser
agrupadas en las siguientes unidades:
Lavas con signatura N-MORB y de arco volcánico (Figura 2A): Corresponden a aquellas de la
parte septentrional y tienen una signatura geoquímica muy similar a los basaltos de la SVZ
(López-Escobar et al., 1993). Además, una lava basáltica de Isla Traiguén (Bartholomew &
Tarney, 1984) corresponde a una toleíta de bajo K con patrones de REE esencialmente planos y
diagramas multielementales muy similares a las lavas de este grupo.
Lavas con signatura E-MORB y de arco volcánico (Figura 2B): Este grupo incluye las lavas de
las localidades más meridionales (Isla Magdalena, Fiordo Aysén). La geoquímica es muy similar
a la del grupo anterior, excepto porque la fuente en este caso es más enriquecida que N-MORB.
Los diques de la Formación Traiguén, pueden ser asignados en dos grupos de acuerdo a su
geoquímica: Un primer grupo de diques con edades principalmente entre los 36 y 17 Ma (Hervé
et al., 1996) se ubica en los alrededores de Isla Traiguén hasta la Isla Teresa. Un segundo grupo
de diques con un rango de edades de 22 a 13 Ma (Hervé et al., 1996), se ubica al este del
Archipiélago de los Chonos, en los alrededores de la Isla Magdalena y en general en la mayor
parte de la zona oriental y norte de Aysén. La diferencia fundamental entre los dos grupos es que
si bien ambos tienen una geoquímica de elementos en trazas con signatura E-MORB y de arco
volcánico, el segundo grupo tiene una geoquímica más enriquecida y de características más
alcalinas con respecto al primer grupo.
Una comparación geoquímica entre lavas y diques indica dos etapas en el volcanismo de la
Formación Traiguén:
Etapa 1 (36 a 17 Ma): Erupción de magmas basálticos toleíticos en forma de diques y lavas
almohadilladas con signatura N a E-MORB y de arco volcánico, a lo largo de los lineamientos de
la Zona de Fallas de Liquiñe-Ofqui en las localidades de Islas Tic-Toc, Estero El Coihue,
alrededores de Isla Traiguén hasta el sur de Isla Teresa.
Etapa 2 (22 a 13 Ma): Evolución geoquímica de estos magmas a afinidades toleíticas a
transicionales con signaturas E-MORB y de arco volcánico, emitidos en la parte oriental del
Archipiélago de los Chonos y Canal Costa, Isla Magdalena, Fiordo Aysén y en general en la
parte oriental de la Formación Traiguén. Si bien están alineados con la ZFLO, cubren una zona
más amplia en el sentido E-W.
Figura 4: Diagrama de correlación
isotópica (143Nd/144Nd)o versus
(87Sr/86Sr)o,
mostrando algunos reservorios
mantélicos de Zindler & Hart (1986) y
la ubicación de los
metabasaltos de la Formación Traiguén.
DM, manto deprimido; BSE, tierra
silicatada
global; EMI y EMII, manto
enriquecido. Se agrega además el
campo ocupado por basaltos
de los volcanes activos de la SVZ
(López-Escobar et al., 1993).
Figura 5: Diagrama de correlación
isotópica 207Pb/204Pb versus
206Pb/204Pb, mostrando los
componentes mantélicos DM
("manto deprimido"), EMI y EMII
("manto enriquecido") (Zindler &
Hart, 1986), los
sedimentos de la placa de Nazca
(Stern et al., 1983), el campo MORB y
basaltos de la
SVZ (López-Escobar et al., 1993) y
los basaltos de la Formación Traiguén.
El valor de
BSE ("Tierra silicatada global") es de
Allegre et al. (1988).
COMPARACIÓN CON EL CINTURÓN MAGMÁTICO COSTERO DEL TERCIARIO
MEDIO (36°-43°S)
El Cinturón Magmático del Terciario medio de la Costa en el centro-sur de Chile (Vergara &
Munizaga, 1974) que aflora en el Valle Central y Cordillera de la Costa, está compuesto de rocas
volcánicas y volcanoclásticas interestratificadas con rocas sedimentarias marinas y continentales
de edad Oligoceno Superior-Mioceno Inferior (29 a 18.8 Ma) (Muñoz et al., 2000).
Comparadas con rocas volcánicas de la Zona Volcánica Sur (SVZ) entre los 37° y 43°S (Hickey
et al., 1986), estas rocas tienen una geoquímica isotópica y de elementos en trazas marcadamente
similar. La signatura geoquímica de las rocas de la SVZ ha sido asociada (Hickey et al., 1986;
López-Escobar et al., 1993) con procesos relacionados a subducción que involucran la
deshidratación de la litósfera oceánica subductada resultando en contaminación y fusión de la
cuña mantélica sobreyacente. Sin embargo, la ocurrencia de rocas dentro de este cinturón con
menores razones Ba/La, La/Nb y (87Sr/86Sr)0, mayores valores de eNd, ausencia de correlación
negativa entre Ba/La o La/Nb y La/Yb y algunas afinidades más alcalinas, con respecto a las
rocas de la SVZ, sugiere una escasa influencia de fluidos hidratados derivados de la placa dentro
de la fuente mantélica. La similitud de todas las composiciones isotópicas de Pb y de algunas
razones Ba/La y La/Nb de rocas de este cinturón con respecto a las de la SVZ, es explicada por
contaminación de la región fuente del manto subcontinental durante episodios más tempranos de
subducción de litósfera oceánica debajo de esta porción del continente (Muñoz et al., 2000).
La similitud geoquímica de las rocas volcánicas del Cinturón Magmático Costero del Terciario
medio con las de similar edad que afloran en y al este (e.g. en la Meseta de Somún Curá, Kay et
al., 1993) de la Cordillera Principal, han llevado a Muñoz et al. (2000) a interpretar el
magmatismo Oligoceno Superior-Mioceno Inferior entre los 36° y 43°S como una ancha faja de
actividad magmática relacionada a extensión y a una vigorosa circulación del manto que produjo
magmatismo a través de una ventana astenosférica (“slab-window”) formada entre la placa
Farallón subductada antes del Oligoceno Superior y la placa de Nazca más joven, en respuesta a
un notable incremento en la velocidad de convergencia normal a la fosa durante el Oligoceno
Superior (Pardo-Casas & Molnar, 1987).
El Cinturón Magmático Costero del Terciario medio presenta notables similitudes con las lavas y
diques de la etapa 2 de este estudio. Por un lado, estos últimos afloran inmediatamente al sur de
esta franja y tienen una edad similar (Mioceno Inferior). Otras similitudes como la presencia
dentro del Cinturón Magmático Costero del Terciario medio, de brechas interpretadas como
centros de posibles sistemas volcánicos submarinos (Alfaro et al., 1994) y de secuencias
sedimentarias marinas y continentales, indican que la actividad magmática ocurrió en asociación
con subsidencia y el inicio del desarrollo del Valle Central actual (Muñoz et al., 2000). La
geoquímica es marcadamente similar, dada en ambos casos por contenidos isotópicos y de
elementos en trazas similares a los de las rocas volcánicas de la SVZ, pero también algunas
diferencias con estas como menores razones Ba/La y La/Nb (Figura 3), mayores valores de eNd
(Figura 4) y algunas afinidades más alcalinas. Estas características geoquímicas similares,
indicativas en ambos casos de fuentes mantélicas químicamente heterogéneas incluyendo fuentes
tipo OIB (Figura 5), pueden indicar que las unidades volcánicas de la etapa 2 son la continuación
hacia el sur de este cinturón magmático. Sin embargo, hasta el momento se ha propuesto al
menos para la Formación Traiguén una génesis distinta, atribuida al desarrollo de cuencas de
extensión asociadas a movimientos de rumbo a lo largo de la ZFLO (Hervé et al., 1995) durante
el período de convergencia oblicua de placas previo al Oligoceno Superior. Un argumento que
apoya esta nueva idea es que las rocas volcánicas de la etapa 2 son de edad Mioceno Inferior,
período en el cual ya prevalecía un régimen de convergencia de placas ortogonal que dio como
resultado el magmatismo del Cinturón Magmático Costero del Terciario medio. Además, las
rocas volcánicas de la etapa 2, se generaron en una zona más ancha en la dirección E-W que las
de la etapa 1, apoyando la idea de que durante este período se expandió el foco de actividad
magmática tanto al oeste como al este de su posición previa y actual en la Cordillera Principal
(Muñoz et al., 2000).
Un nexo entre estas dos franjas puede constituir las lavas almohadilladas de Chiloé continental
las cuales conforman una unidad que reúne además brechas de almohadilla, metasedimentitas,
brechas volcánicas, anfibolitas, rocas verdes que conservan formas de diques y algunos cuerpos
gábricos (Cembrano, 1990; Sanhueza, 1996). Si bien estudios anteriores (e.g. Araya, 1979)
identificaron estas rocas como parte de franjas de rocas cataclásticas asociadas a la prolongación
hacia el sur de la Zona de Falla Liquiñe-Reloncaví, posteriormente se les ha asignado una edad
Devónico Medio y se han interpretado como parte del Complejo Acrecionario (Cembrano, 1990;
Pankhurst et al., 1992; Sanhueza, 1996), por el hallazgo de trilobites en rodados de pizarras en
Buill (Fortey et al., 1993) idénticas a las de la secuencia turbidítica del Complejo Acrecionario.
Sin embargo, la ausencia de una columna estratigráfica precisa de estas rocas y la sugerencia de
una relación de contacto de tipo tectónica entre metabasitas y metasedimentitas de Fiordo
Reñihué, en que lonjas de metasedimentitas podrían estar en contacto con metabasitas de distinta
edad (Sanhueza et al., 1994), pone en duda esta edad paleozoica. Además, la posición
morfoestructural de estos metabasaltos, sus condiciones metamórficas de baja presión y la
geoquímica de elementos menores, en trazas e isotópica (Sr-Nd-Pb) muy similar a las lavas y
diques de la Formación Traiguén, indica que pueden corresponder a la continuación hacia el
norte de esta formación.
CONCLUSIONES
Los magmas que dieron origen a las lavas almohadilladas y diques de la Formación Traiguén
fueron emitidos durante 2 etapas principales (Figura 6):
Etapa 1 (36 a 17 Ma):
En este período prevaleció un régimen de subducción oblicua de placas (45 a 25 Ma, Cande &
Leslie, 1986) que inhibió el desarrollo de magmatismo de arco y dio origen a la Zona de Fallas
Liquiñe-Ofqui (ZFLO) y a cuencas extensionales limitadas por el basamento metamórfico al
oeste y el Batolito Norpatagónico (BNP) al este, muy probablemente del tipo de cuencas
propuesto para los metabasaltos de la Formación Traiguén en Isla Magdalena (Hervé et al.,
1995), caracterizadas por asimetría y teniendo sólo un margen definido por la falla de rumbo
(Ben Abraham & Zoback, 1992). Estas cuencas de tipo “oceánicas” se desarrollaron en una
corteza adelgazada y termalmente debilitada por el voluminoso plutonismo cretácico previo del
BNP (Pankhurst & Hervé, 1994), en que se generaron magmas basálticos toleíticos en la forma
de diques y lavas almohadilladas con signatura N a E-MORB y de arco volcánico, preservados a
lo largo de los lineamientos de la ZFLO en las localidades de Islas Tic-Toc, Estero El Coihue y
alrededores de Isla Traiguén hasta el sur de Isla Teresa. En estas cuencas, se depositaron las rocas
volcánicas y sedimentarias marinas correspondientes a la franja occidental de la Formación
Traiguén (Hervé et al., 1994). Incluyen además los afloramientos de Estero Añihue, Islas Yalac y
parte occidental de Isla Magdalena, donde predominan extensos afloramientos de brechas y tobas
verdes, generadas por volcanismo explosivo que indica condiciones someras de depositación.
Además, se observan coladas en parte autobrechizadas de dacitas y numerosos pórfidos riolíticodacíticos que intruyen o gradan lateralmente a brechas (Hervé et al., 1994). El análisis de facies
volcano-sedimentarias de las rocas de la franja occidental de la Formación Traiguén y de las
facies metamórficas de sus lavas indica que los centros de emisión volcánicos se localizaron a lo
largo de un (o más) eje(s) de expansión localizado(s) en el brazo occidental de los lineamientos
principales N-S de la ZFLO.
Etapa 2 (22 a 13 Ma):
El cambio de orientación del vector de convergencia de placas, de oblicuo a ortogonal a los 25
Ma (Cande & Leslie, 1986) produjo una vigorosa circulación del manto que condujo a
magmatismo a través de una ventana astenosférica (“slab-window”) que expandió el foco de
actividad magmática tanto al oeste como al este de su posición previa y actual en la Cordillera
Principal (Muñoz et al., 2000). El volcanismo de esta etapa corresponde a parte del Cinturón
Magmático Costero del Terciario medio (Muñoz et al, 2000) al norte de la zona de estudio y a
lavas y diques que afloran en la parte oriental del Archipiélago de los Chonos y Canal Costa, Isla
Magdalena, Fiordo Aysén y en general toda la franja oriental de la Formación Traiguén. La
presencia de brechas interpretadas como centros de posibles sistemas volcánicos submarinos
(Alfaro et al., 1994) y de secuencias sedimentarias marinas y continentales, indican que la
actividad magmática ocurrió en asociación con subsidencia y el inicio del desarrollo del Valle
Central actual (Muñoz et al., 2000), aún sumergido desde los 41°S al sur. Los magmas emitidos
tienen afinidades toleíticas a transicionales con signaturas E-MORB y de arco volcánico, muy
similares a las de los basaltos actuales de la SVZ. Esto signatura resulta de la fusión de manto
subcontinental contaminado durante episodios más tempranos de subducción de litósfera
oceánica debajo de esta porción del continente (Muñoz et al., 2000). Las características más
“continentales” de los magmas generados en esta etapa, puede sugerir adicionalmente
contaminación cortical de alto nivel debido a engrosamiento cortical en respuesta al cambio en la
dirección del vector de convergencia (Herrera, 2000). La predominancia de rocas volcánicas
efusivas más que explosivas, indica una depositación en cuencas de aguas más profundas, donde
ocurrió la erupción de lavas y brechas almohadilladas y la depositación de secuencias turbidíticas
y de flujos de detritos (Hervé et al. 1994).
Figura 6: Bloques diagrama de la generación de las lavas y diques de la Formación Traiguén. Durante el Oligoceno
Superior-Mioceno Inferior, convergencia oblicua entre las placas permite el desarrollo de la Zona de Fallas de
Liquiñe-Ofqui y cuencas de extensión con generación de magmas de fuente litosférica. Ortogonalización del vector
de convergencia de placas en el Mioceno Inferior revitaliza el flujo astenosférico que permite el desarrollo de una
ventana astenosférica que expande el foco magmático.
AGRADECIMIENTOS
Proyectos CE contrato N°C1I-CT93 0033, FONDECYT N°1980741 y Cátedra Presidencial en
Ciencias (Francisco Hervé), por financiar cortes tranparentes, análisis químicos, isotópicos y
salida a terreno a Aysén. Proyecto BMBF-CONICYT, por financiar los análisis de microsonda.
Centro de Pesquisas Geocronológicas del Instituto de Geociencias de la Universidad de Sao
Paulo, por financiar y realizar los análisis isotópicos de Pb.
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